Final del Eemiense y comienzo de la última glaciación
la teoría clásica
Según la hipótesis hasta ahora más aceptada es que el fin del Eemiense y comienzo de la Ultima Glaciación se inició hacia el 115 ka (115 mil años), cuando las nieves que caían durante el invierno en el norte de Canadá comenzaron a resistir el verano, sin licuarse del todo. En las regiones de Labrador y de la Tierra de Baffin, una pequeña bajada de las temperaturas veraniegas sería suficiente, aún hoy, para que la nieve sobre el suelo persistiese de un año a otro sin derretirse.
Hacia el 115 ka se daban unas condiciones de insolación idóneas para que tal cosa ocurriera. Debido a los ciclos de Milankovitch —especialmente al referido a la excentricidad de la órbita terrestre— entre el 125 ka y el 115 ka (es decir, durante el transcurso del interglacial) se produjo en esas latitudes altas del hemisferio norte una transición rápida desde una insolación veraniega fuerte a otra mucho más débil. En poco más de diez milenios hubo una disminución de más de 100 Wm-2 en la intensidad de radiación solar recibida en 65ºN (de 550 Wm-2 a unos 440 Wm-2 )(ver figura).
Final del interglacial Eemiense. Diferencias de insolación hace 115 mil años con respecto al presente (en W/m2) según el mes y la latitud.
En el 115 ka, el perihelio de la órbita anual de la Tierra alrededor del Sol, es decir la época del año de máxima proximidad al Sol, ocurría en el invierno del hemisferio norte, igual que acontece en el presente. Y el afelio, el momento de mayor lejanía de la Tierra al Sol, se producía en el verano del hemisferio norte. Por otra parte, la excentricidad de la órbita era mayor que la actual y la inclinación del eje era menor. Estos factores reunidos producían un menor contraste estacional que el actual en el hemisferio norte, es decir, una insolación invernal más alta y, lo que es más importante, una insolación veraniega más baja.
Una vez que la nieve resistía la fusión del verano, las primeras nieves del siguiente otoño, a diferencia de lo que ocurre hoy, encontraban un terreno favorable sobre el que poder cuajar y acumularse. El color blanco de la nieve producía una superficie muy reflectante, aumentaba el albedo, disminuía la insolación absorbida y, por un mecanismo de feedback positivo, facilitaba la progresiva acumulación de más nieve.
Además, en los bordes meridionales de aquellas regiones árticas cubiertas de nieve, los bosques de la taiga se degradaban debido al refrescamiento del verano y daban paso a un paisaje de tundra mucho más claro. La blancura de la nieve caída en la tundra, que anteriormente ocultaban los árboles de la taiga, hizo aumentar el albedo. De esta forma se producía una agudización del frío y quedaba anulado el aumento de la insolación invernal. Para algunos paleoclimatólogos el papel jugado por este cambio del color de los paisajes en las altas latitudes fue decisivo en el comienzo de la glaciación (Noblet, 1996).
En el sur de Europa el clima se mantuvo relativamente caliente durante varios milenios más, hasta que una gran pulsión de aguas frías polares con icebergs procedentes de los mantos septentrionales ya formados, alcanzó la latitud de Portugal hacia el 106 ka. Terminaba definitivamente el interglacial y comenzaba la Ultima Glaciación.
incertidumbres
Uno de los mayores interrogantes paleoclimáticos es saber por qué el hemisferio norte y el hemisferio sur entraron casi sincrónicamente en la Ultima Glaciación, ya que la geometría orbital que implicaba la existencia de veranos boreales frescos en el 115 ka, no provocaba lo mismo en el hemisferio austral, en donde la disminución radiativa en el 115 ka recaía en la primavera, y no en el verano.
Como hemos indicado, según la teoría clásica de Milankovitch, la glaciación debió haber comenzado en el hemisferio norte. Ahora bien, los yacimientos paleoclimáticos del hemisferio sur indican que allí también se produjo, casi simultáneamente, hacia el 115 ka, un recrudecimiento del frío, con avances de los glaciares del sur de los Andes, de la Patagonia y de la banquisa de hielo que circunda la Antártida.
El mecanismo de transmisión de la glaciación de un hemisferio a otro no está todavía claro. Hay incluso indicios de que en los Mares del Sur el enfriamiento que marcó el final del Eemiense comenzó varios milenios antes que el 115 ka, es decir, antes de que se dieran las condiciones adecuadas para el inicio de la glaciación en el hemisferio norte (Ikehara, 1997).
De la comparación de las mediciones en los hielos de Groenlandia y de la Antártida, no se puede deducir tampoco que la glaciación en el norte precedió a la del sur. Sólo en el futuro, cuando consigamos tener resoluciones temporales inferiores a los 500 años, se podrá aclarar el problema de la interconexión de los dos hemisferios. Y entonces sabremos cuáles fueron en su origen los factores más importantes: los orbitales, los oceánicos o las variaciones en la química atmosférica.
En el caso de que la glaciación comenzara en las latitudes altas del hemisferio norte, es posible que una disminución en la circulación termohalina oceánica provocara el enfriamiento de la Antártida. Ocurre que en las épocas cálidas interglaciales, como la actual, parte del agua profunda que se forma en el Atlántico Norte (NADW) aflora en los Mares del Sur tras recorrer todo el Atlántico por niveles profundos e intermedios (ver figura). Esta masa de agua aflorante, aunque fría, no lo es tanto como la que se forma en la costa antártica (AABW), por lo que modera el intenso frío del aire que rodea al continente austral. Pues bien, una vez comenzada la glaciación en el hemisferio norte, la circulación termohalina atlántica se debilita y dismuye ese afloramiento, por lo que las capas de agua de los Mares del Sur quedan más estratificadas y se enfrían. En consecuencia, la Antártida también se enfría.
disminución de los gases invernadero
Otra posible causa de la transmisión del frío al hemisferio austral fue la disminución a escala global de los gases invernadero (dióxido de carbono, metano y vapor de agua).
Según Shackleton, la disminución en unas 80 ppm de la concentración de CO2 tuvo más importancia a escala global que el feedback producido por el aumento del albedo en las regiones árticas (Shackleton, 2000). Gracias a una mejora en los nutrientes marinos, especialmente del hierro (acarreado por los vientos desde los continentes), se intensificó la fotosíntesis planctónica, aumentó la captación oceánica de CO2 y disminuyó su concentración atmosférica. Quizás también ocurrió que disminuyó la ventilación y trasvase de CO2 del mar al aire, especialmente la que ocurre en los Mares del Sur, debido al incremento de la extensión de la banquisa antártica y a la estratificación de las aguas (Gildor, 2001).
Por otra parte, la reducción en las latitudes altas de la extensión de las zonas pantanosas y de las turberas, así como la reducción de la actividad biológica, debido al frío y a la expansión de los suelos congelados (permafrost), hizo disminuir las emisiones de metano, CH4, cuyo potencial de calentamiento (por el efecto invernadero) es molécula por molécula superior al del CO2. También es posible que las emisiones de metano procedentes de los hidratos congelados del subsuelo marino disminuyesen.
En último lugar, la disminución del vapor de agua en la atmósfera, debido a la disminución de la capacidad higrómetrica del aire causada por el frío, actuaría también como un importante feedback de enfriamiento. Piénsese que en las regiones subtropicales, que pasaron en el transcurso de la glaciación de semiáridas a áridas, una disminución de la concentración absoluta del vapor de agua del 0,1 % al 0,01 % implicaría una disminución de la retención del flujo saliente de la energía infrarroja terrestre de nada menos que 26 Wm-2 (Pierrehumbert & Roca, 1998).
Por eso, algunos autores creen ver en los cambios de humedad del Trópico la clave principal de la propagación de los cambios climáticos a escala global. No es fácil determinar la disminución global que se produjo, ya que el vapor de agua no se distribuye homogéneamente en la troposfera. Sin embargo, se ha calculado que en el Trópico, en la capa límite superficial, de 0 km a 3 km, era un 20 % menor que en la actualidad y, por observaciones en los hielos de los Andes, se cree que en la alta montaña era un 50 % menor. Esas diferencias de la concentración de vapor de agua serían por sí solas suficientes para explicar una disminución de 3ºC o 4ºC en la temperatura.
Antón Uriarte Cantolla
Referencias:
Gildor H. & Tziperman E. 2001, Physical mechanisms
behind biogeochemical glacial-interglacial CO2 variations, Geophysical
Research Letters, 28, 12, 2421-2425
Ikehara M. et al. 1997, Alkenone sea surface temperature
in the Southern Ocean for the last two deglaciations, Geophysical Research
Letters, 24, 679
Noblet N. et al. 1996, Possible role of atmosphere-biosphere
interactions in triggering the last glaciation, Geopysical Research Letters,
23, 22, 3191
Pierrehumbert R. & Roca R. 1998, Evidence for control
of Atlantic Subtropical humidity by large scale advection, Geophysical
Research Letters, 25, 4537-4540
Shackleton N. 2000, The 100,000-year ice-age cycle identified
and found to lag temperature, carbon dioxide and orbital eccentricity,
Science, 289, 1897-1902